Alpejskie fazy orogeniczne w Tatrach

Jerzy Lefeld

1

Alpine orogenic phases in the Tatra Mts. Prz. Geol., 57: 669–673.

A b s t r a c t . The Alpine, orogenic phases which had shaped the Tatra Mts. are set forth. It is argued that the thrust
of the Krina nappe over its High-Tatric substratum was a long-lasting and complicated process. The Krina
(Lower Sub-Tatric) nappe has various High-Tatric fragments at its sole and in some places rests even on the crys-
talline core. The overthrusting process had taken place not only in the late Cretaceous times only but also during
the Paleogene. In result of the thrust of the European substratum under the Carpathian orogen the Tatra massiv
overlapped rock masses (presumably sedimentary in origin) that exhibit now very low resistance as it is shown by
magneto-telluric soundings. The High-Tatric sheets were thrust in form of “flakes” (Oxburgh’s term (1972)) and
not as regular fold nappes as it was argued so far. The lowermost of these “flakes” is detached from the Tatra crys-

talline core,contrary to previous views stating to be “autochthonous”. The higher High-Tatric units known so far as nappes are, in fact
smaller or larger(?) “flakes” that have advanced one over another during the later phases of the Alpine orogeny. In many cases they
contain folded parts as remnants of the initial shortening process which had taken place in pre-Coniacian times.

Keywords: tectonic phases, flake tectonics, nappe folding, magneto-telluric soundings

Ruchy orogeniczne, jakim podlega³y serie osadowe

Tatr w erze mezozoicznej, sprowadza siê na ogó³ do
fa³dowañ póŸnokredowych, udokumentowanych transgre-
sj¹ kredy gozawskiej na trias Ni¿nych Tatr (Andrusov i in.,
1973). W historii geologicznej Tatr istnieje doœæ d³ugi
okres (przesz³o 30 mln lat), o którym niemal nic nie wiado-
mo. To czas, jaki nast¹pi³ po fazie œródziemnomorskiej
(subhercyñskiej) i trwa³ do œrodkowego eocenu (lutetu).
Wed³ug dotychczasowych pogl¹dów (np. Rabowski, 1930)
Karpaty wewnêtrzne mia³y w owym czasie stanowiæ obszar
skonsolidowany, nie podlegaj¹cy ju¿ zasadniczym defor-
macjom tektonicznym. Celem tego artyku³u jest wykaza-
nie, ¿e Tatry jako czêœæ Karpat wewnêtrznych mog³y
jednak podlegaæ w paleogenie znacz¹cym deformacjom.

Problem wieku nasuniêcia

p³aszczowiny kri¿niañskiej (reglowej dolnej)

W geologii Tatr na ogó³ pomijana jest orogeniczna faza

austryjska (zob. tab. 1), która przebiega³a po apcie a przed

œrodkowym albem. W trakcie tej fazy nast¹pi³y fa³dowania
w Alpach Wschodnich (Oxburgh, 1974; Oberhauser, 1980)
oraz w Karpatach Wschodnich. W Karpatach Zachodnich
zaznaczy³a siê ona s³abo. Jej rezultatem w Tatrach by³o
zakoñczenie oceanicznego cyklu depozycyjnego, trwaj¹cego
nieprzerwanie od keloweju do barremu-aptu. W wyniku
tych ruchów w serii wierchowej nast¹pi³a emersja oraz
znaczna denudacja (Kotañski, 1959).

Rezultatem ruchów zaliczanych do fazy œródziemno-

morskiej (zob. tab. 1) w strefie wierchowej by³o powstanie
takich fa³dów, jak na przyk³ad parautochtoniczny fa³d Sto³ów,
³uski Organów i dziarów (polskie Tatry Zachodnie) czy
fa³d synklinalny pod Zamkami w masywie Szerokiej Jawo-
rzyñskiej (Tatry Wschodnie), a w Tatrach Bielskich —
du¿ych fa³dów (mega-drag folds) w triasie reglowym pod
Nowym Wierchem (Lefeld, 1999).

Limanowski (1904, 1911), który odkry³ istnienie reglo-

wej czapki tektonicznej na G³adkim Up³aziañskim ponad
Dolin¹ Miêtusi¹ (polskie Tatry Zachodnie), stwierdzi³, ¿e

669

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 8, 2009

1

Instytut Nauk Geologicznych PAN, ul. Twarda 51/55, 00-818 Warszawa

Tab. 1. Alpejskie fazy tektoniczne w Tatrach i ich efekty
Table 1. Alpine tectonic phases in the Tatra Mts and their tectonic effects

Przybli¿ony

wiek [mln lat]

Approx. Age

[Mln years]

Faza tektoniczna*

Tectonic phase

Efekty tektoniczne

Tectonic effects

20–12

mioceñska
Miocene

dezintegracja blokowa, powstanie zapadlisk (Podhale, Liptów, Spisz)
block disintergration,origin of depressions (Podhale, Liptov, Spiš)

45–30

paleogeñska
Paleogene

œciêcia poziome i nasuniêcia p³askie o ró¿nej amplitudzie i na ró¿nych g³êbokoœciach
horizontal shears, flat overthrusts of various amplitude, at various depths

85

œródziemnomorska (subhercyñska)
Mediterranean (subhercynnian)

ruchy fa³dowe, œciêcia i nasuniêcia
folding, shears, overthrusts

100

austryjska
Austrian

emersja, penakordancja, ca³kowita zmiana re¿imu sedymentacyjnego
emersion, penaccordance, total change of sedimentation regime

205

kimeryjska
Cimmerian

ruchy blokowe, wynosz¹ce i obni¿aj¹ce
block movements, uplifts, and depressive, vertical movements

*W geologii alpejskiej w zasadzie odchodzi siê od faz Stillego, uwa¿aj¹c je za ma³o dok³adne i powoduj¹ce niepotrzebne „szufladkowanie” (Schmid i in., 2008)

In Alpine geology there is a general trend to abandon the use of Stille’s phases as the concepts too imprecise to apply and leading to unnecessary

categorization (Schmid et al., 2008)

ska³y sekwencji reglowych le¿¹ tam na zniszczonej
powierzchni pod³o¿a wierchowego. Tym samym denuda-
cja górnych partii tzw. Fa³du C (jednostka Czerwonych
Wierchów) dokona³a siê w okresie poprzedzaj¹cym to
nasuniêcie reglowe. Równie¿ rozbicie Fa³du C na ³uski
Organów i dziarów (Kotañski, 1963) musia³o nast¹piæ
przed tym nasuniêciem reglowym. Nale¿y zaznaczyæ, ¿e
sekwencja reglowa na G³adkim Up³aziañskim nosi praw-
dopodobnie œlady anchimetamorfozy, w postaci pewnej
redukcji mi¹¿szoœci w stosunku do „normalnych”, nie-
zmienionych serii reglowych pó³nocnej strefy Tatr. Wyda-
je siê, ¿e sekwencja reglowa na G³adkim Up³aziañskim
pochodzi z rejonu po³udniowej czêœci Ni¿nich Tatr, gdy¿
tam w³aœnie wystêpuj¹ ska³y reglowe o cechach anchime-
tamorfozy (Plašienka i in., 1997).

W historii procesu orogenicznego jednostek reglowych

istnia³yby wiêc dwie fazy. Jedna zgodna z ca³ym procesem
nasuwczym jednostek wierchowych i wszystkich reglo-
wych wieku przedkoniackiego (zasadnicza faza orogenicz-
na w Tatrach — œródziemnomorska?), i druga — znacznie
póŸniejsza, w czasie której dokona³o siê miêdzy innymi
nasuniêcie partii reglowych p³aszczowiny kri¿niañskiej,
tworz¹cych obecnie czapkê tektoniczn¹ G³adkiego.

Odmiennym rozwi¹zaniem by³oby przyjêcie jednej

fazy nasuwczej wielkiej p³aszczowiny kri¿niañskiej, ale w
okresie znacznie póŸniejszym ni¿ faza œródziemnomorska.
Tak czy inaczej proces orogeniczny trwa³ w Tatrach
zapewne bardzo d³ugo i by³ skomplikowany. Na te proble-
my rzucaj¹ pewne œwiat³o ods³oniêcia œrodkowego eocenu
na zachodnim krañcu Tatr, w okolicy Zuberca na Orawie.
Tam, na Zadnich Kosarzyskach Józef Morozewicz (1909)
znalaz³ ods³oniêcie, w którym zlepieñce eoceñskie pokry-
waj¹ bezpoœrednio krystalinik tatrzañski. Zlepieñce zawie-
raj¹ niewysortowany materia³ dolomitów, definitywnie
triasu reglowego, który by³ prawdopodobnie dostarczany
do basenu eoceñskiego z czo³a nasuwaj¹cej siê w owym
czasie p³aszczowiny kri¿niañskiej. Blisko, ale nieco dalej
ku pó³nocy, w innych ods³oniêciach przy ujœciu Doliny
Rohackiej (Tatry Zachodnie) ska³y krystaliczne trzonu Tatr
s¹ pokryte eoceñskimi wapieniami numulitowymi (vide
Geologicka Mapa Tatier — Nemèok i in., 1994). Z faktów
tych wynika, ¿e pod koniec kredy oraz w paleocenie i
wczesnym eocenie denudacja w Tatrach dotar³a na Orawie
a¿ do krystaliniku. Bac-Moszaszwili (1993) stwierdza³a
tam kontakty tektoniczne wieku poeoceñskiego. W paleo-
genie procesy niszcz¹ce trwa³y w Tatrach Zachodnich bar-
dzo d³ugo i nie wydaje siê prawdopodobnym, aby w tam-
tym czasie pod³o¿e wierchowe by³o w ca³oœci pokryte
p³aszczowinami reglowymi. Bardziej prawdopodobna jest
hipoteza, ¿e p³aszczowiny te nasuwa³y siê na Tatry bardzo
stopniowo, równie¿ w paleogenie. W oknach tektonicz-
nych w rejonie Mnicha i Suchego Wierchu na zachodnim
krañcu Tatr bezpoœrednio na krystaliniku le¿¹ dynamicznie
zmia¿d¿one fragmenty dolnej kredy wierchowej, przykry-
te przez p³aszczowinê kri¿niañsk¹ (wiêksze okno) i ska³y
wêglanowe reglowego triasu œrodkowego (okno mniejsze
w Dolinie Suchej) (Gorek, 1950). Tym samym szaria¿
p³aszczowin reglowych dokonywa³ siê na pod³o¿e zniszczo-
ne uprzednio denudacyjnie i tektonicznie. Tote¿ istnienie
paleogeñskej fazy orogenicznej w Tatrach wydaje siê bardzo
prawdopodobne. W œwietle tych rozwa¿añ mo¿na przyj¹æ,
¿e transport p³aszczowin reglowych na strefê wierchow¹ Tatr
móg³ siê odbywaæ równie¿ i w paleogenie (analogia do Alp

Wschodnich). W osadach okruchowych lutetu w Tatrach
nie wystêpuje materia³ pochodz¹cy z pod³o¿a wierchowe-
go (Roniewicz, 1969), tak wiêc w owym okresie niszczone
by³y jedynie ska³y jednostek reglowych (przede wszystkim
p³aszczowiny kri¿niañskiej) i to g³ównie elementy triasowe.
W koñcowej fazie tych ruchów dotar³ do Tatr fragment strefy
reglowej (p³aszczowiny kri¿niañskiej) o pewnych cechach
anchimetamorfozy, zachowany na G³adkim Up³aziañskim,
a pochodz¹cy prawdopodobnie z centralnej strefy Karpat
wewnêtrznych (po³udniowa czêœæ Ni¿nych Tatr). Równie¿
w Alpach metamorfizm wysokotemperaturowy charakte-
ryzuje ich centralne partie (Trümpy, 1985).

Wewnêtrzna struktura jednostek wierchowych

i wg³êbna budowa masywu Tatr

Na czas paleogenu przypada znaczny napór tarczy afry-

kañskiej na Europê (ryc. 1). Ruchy te by³y przyczyn¹ g³ównej
fazy orogenicznej w Alpach (Trümpy, 1985; Oxburgh, 1974).
£uski powsta³e w wyniku œciêæ i kruchych nasuniêæ wieku
alpejskiego zosta³y ostatnio zanotowane w krystaliniku
Tatr Zachodnich przez Cymermana (2008). P³askie nasu-
niêcia w obrêbie osadowych ska³ mezozoicznych dokony-
wa³y siê na ogó³ wzd³u¿ p³aszczyzn tworz¹cych siê w ma³o
mechanicznie odpornych ska³ach (³upkach, marglach etc.).
Jednym z takich poziomów litologicznych w serii wiercho-
wej Tatr s¹ ska³y górnego werfenu (mu³owce, ³upki etc.),
które kontrastuj¹ z bardzo mechanicznie odpornymi kwar-
cytami dolnowerfeñskimi. W³aœnie ten poziom by³ odpo-
wiedzialny za odk³ucia, które doprowadzi³y do oddzielenia
tzw. serii tubylczej (seria Kominów Tylkowych sensu Pas-
sendorfer, 1951) od kwarcytów dolnego werfenu w
Tatrach. Tym samym seria Kominów Tylkowych nie jest
autochtonem, lecz p³asko nasuniêt¹ jednostk¹ bez natural-
nego kontaktu z pod³o¿em krystalicznym. Zagadnienie to
przedstawi³ Michalik (1955), lecz jego obserwacje pozo-
sta³y wówczas bez echa. W Alpach tego typu nasuniêcia
znane s¹ pod nazw¹ flake tectonics (Oxburgh, 1972), czyli
„³uskowe”. Oxburgh (1972) zastosowa³ ten typ odk³uæ do
interpretacji alpejskiej tektoniki wg³êbnej, sugeruj¹c
podsuwanie siê masywu czeskiego pod Alpy Wschodnie.
W Polsce idea podsuwania siê starszego pod³o¿a pod Kar-
paty zosta³a przedstawiona przez Wawrzyñca Teisseyre’a
(1921) jako tzw. teoria pessularna i jest stosowana (w nieco
innej formie) przez badaczy wspó³czesnych (np. Birkenma-
jer, 1976). W rzeczy samej jedynie poprzez przyjêcie pod-
suwania siê pod³o¿a europejskiego pod Karpaty mo¿na
logicznie wyt³umaczyæ wiêkszoœæ zjawisk tektonicznych
w orogenie karpackim. Trzeba przyj¹æ, ¿e dzia³anie pary si³
to by³a akcja, natomiast nasuwanie siê, np. p³aszczowin z
po³udnia, by³o reakcj¹ (lub kontrakcj¹) w sensie czysto
fizycznym. W Tatrach istnieje wiele przyk³adów p³askich
nasuniêæ m³odszych ska³ na kwarcyty werfenu — Wielka
Kopa Koprowa, grzbiet miêdzy Osobit¹ a Rohem, Liliowe
w Tatrach Zachodnich, Koszysta w Tatrach Wysokich
(Michalik, 1955) i prze³êcz Pod Kop¹ w Tatrach Wschod-
nich (Soko³owski, 1948). Wiele tego typu nasuniêæ by³o
b³êdnie uznawanych przez Kotañskiego (1961) za natural-
ne, na ogó³ denudacyjne kontakty kimeryjskie. Zagadnie-
nie faz starszych, kimeryjskich, by³o opisywane przez
Kotañskiego (1961), który stara³ siê udowodniæ powszech-
noœæ tych ruchów w serii wierchowej Tatr na podstawie
niezgodnoœci kontaktów sedymentacyjnych ska³ triasu i

670

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 8, 2009

jury. W rzeczywistoœci jednak wiele z tych niezgodnoœci to
kontakty tektoniczne, znacznie póŸniejsze, wynikaj¹ce z
p³askich nasuniêæ, a ki- meryjskiego wieku s¹ tylko nie-
zgodnoœci w Rzêdach pod Ciemniakiem, w ³uskach Orga-
nów i dziarów (Bac-Moszaszwili & Grochocka, 1965)
oraz w paru stanowiskach w masywie Szerokiej Jaworzy-
ñskiej. Stworzone przez Kotañ- skiego (1961) „serie” s¹ w
rzeczywistoœci tylko jednostkowymi profilami bez jakiej-
kolwiek mo¿liwoœci ich powtórzenia. Czêœciowo b³êdny,
wyimaginowany obraz zjawisk rzekomo kimeryjskich
doprowadzi³ Kotañskiego do stworzenia nierealnej, miej-
scami karko³omnej paleogeografii serii wierchowej Tatr.
Opracowanie to zosta³o bardzo skrytykowane przez geolo-
gów s³owackich (Gorek & Veizer, 1965). Niemniej ruchy
kimeryjskie zaznaczy³y siê w Tatrach, choæ nie na tak¹ ska-
lê, jak to sobie wyobra¿a³ Kotañski. Ekstensywne, kime-
ryjskie

struktury

ryftowe

strefy

wierchowej

by³y

przedmiotem badañ Wieczorka (Dumont i in., 1996).

Niejednokrotnie oczywistym dowodem na istnienie

tego typu p³askich nasuniêæ jest obecnoœæ klinów gnejso-
wych miêdzy kompleksami ska³ osadowych. Takie sytu-
acje wystêpuj¹ na lewym zboczu doliny Chocho³owskiej,
blisko Bobrowca (Wójcik, 1959) i w masywie Ma³ej Fatry,
na zachód od Tatr, na jej po³udniowym sk³onie, blisko Par-
nicy, gdzie gnejsy klinem rozdzielaj¹ wêglanowe ska³y
triasu znajduj¹ce siê powy¿ej i poni¿ej tych gnejsów. Ta
ostatnia sytuacja jest szczególnie myl¹ca, gdy¿ wszêdzie
indziej w Ma³ej Fatrze w kompleksie triasowym (tzw. seria
obalova) nie widaæ ¿adnych niezgodnoœci. W seriach
reglowych Tatr czêste s¹ przesuniêcia „œródwarstwowe” i
fa³dki ci¹gnione, œwiadcz¹ce o dzia³aniu pary si³ (ogólnie)
dó³ ku S — góra ku N (Lefeld, 1999). Dotyczy to zarówno
przesuniêæ pomiêdzy warstwami o ró¿nej odpornoœci

mechanicznej (kontakty, np. ³upek–wapieñ), jak i jednoli-
tych ska³ (np. wapieñ–wapieñ). Oczywiœcie skala takich
translacji jest bardzo ró¿na, zale¿nie od si³ dzia³aj¹cych na
masyw skalny oraz samej litologii. Nastêpstwo litostraty-
graficzne pozostaje przy tym pozornie nienaruszone. Nie
ma na razie ¿adnych kryteriów dok³adnego oznaczenia
wieku tych ruchów.

Typ „³uskowy” (flake) zdaje siê wystêpowaæ i w

g³êbszych partiach Tatr. Na ryc. 2 zosta³ ukazany uzu-
pe³niony wg³êbny przekrój przez Tatry i Podhale, oparty na
nowszych sondowaniach magnetotellurycznych (Ernst i
in., 1997). Stanowi on rozwiniêcie koncepcji przedstawia-
nej uprzednio (Lefeld & Jankowski, 1985; Lefeld, 1997).
Na tym przekroju pod³o¿e europejskie podsuwa³o siê ku S
(akcja), a masyw Tatr nasuwa³ siê ku N (reakcja). Pewnym
„novum” na tym przekroju jest obecnoœæ masywu, prawdo-
podobnie krystalicznego, na g³êbokoœci oko³o 15 km, wyka-
zuj¹cego opornoœci ok. 1000

Wm. Jest on otoczony partiami

skalnymi o znikomych opornoœciach, rzêdu 1–5

Wm, a pod

nim opornoœci s¹ znaczne. Wydzieli³em go jako element
odrêbny od podœcie³aj¹cego pod³o¿a (prawdopodobnie
europejskiego). Od pó³nocy zdaje siê on przystawaæ do
po³udniowej dyslokacji przypieniñskiej, choæ nie jest to
pewne. Móg³by on odpowiadaæ hipotetycznemu masywowi
Andrusova (Birkenmajer, 1988). Podobny, wg³êbny masyw,
przystaj¹cy do pieniñskiego pasa ska³kowego od pó³nocy,
na g³êbokoœciach 5–10 km, ukazany na przekroju przebie-
gaj¹cym przez karpack¹ strefê na Ukrainie (Ernst i in.,
2002), zosta³ przeze mnie zinterpretowany jako zachodnie,
wg³êbne przed³u¿enie masywu marmaroskiego. Nie jest
pewne, czy ska³y wystêpuj¹ce pod masywem Tatr, na
g³êbokoœciach 12–16 km, podleg³y metamorfozie, co
mog³oby wynikaæ z g³êbokoœci, na jakiej siê znajduj¹, ale

671

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 8, 2009

200

165

140

44

35

68-76

9

10

°

10

°

0

°

20

°

10

°

0

°

20

°

30

°

40

°

30

°

40

°

EUROPA

EUROPE

AFRYKA

AFRICA

Ryc. 1. Rekonstrukcja przesuwania siê tarczy afrykañskiej wzglêdem Europy od wczesnego mezozoiku
do dziœ, odtworzona na podstawie anomalii magnetycznych zaobserwowanych na Atlantyku — wiek w
milionach lat (wed³ug Biju-Duval i in., 1977)
Fig. 1. Path of Africa’s relative movement towards Europe from early Mesozoic to present time restored
from magnetic anomalies as observed in the Atlantic — in millions of years (after Biju-Duval et al., 1977)

temperatury tej strefy mog³y byæ zani¿one w wyniku pod-
suwania siê ch³odnego pod³o¿a europejskiego pod orogen
karpacki. Sytuacje takie s¹ interpretowane w Alpach jako
strefy o metamorfizmie wysokociœnieniowym, lecz nisko-
temperaturowym (Trümpy, 1985 i literatura tam¿e).

Wystêpuj¹ca pod Tatrami strefa ska³ o bardzo niskich

opornoœciach sugeruje nasuniêcie krystaliniku tatrzañskie-
go na pierwotnie osadowy kompleks skalny, byæ mo¿e
przesycony wod¹ (Lefeld & Jankowski, 1985). W opinii
Jurewicz (2005) œciêcie i nasuniêcie masywu Tatr na ten
kompleks mog³o byæ u³atwione wiêksz¹ kruchoœci¹ ska³,
wynikaj¹c¹ z wych³odzenia skorupy ziemskiej w tej strefie
i zmniejszenia siê gradientu geotermalnego. Przeprowa-
dzone ostatnio w ramach programu CELEBRATION g³êbo-
kie sondowania sejsmiczne w profilu CEL05, przebiega-
j¹cym nieco na wschód od Tatr, wydaj¹ siê potwierdzaæ
tak¹ sugestiê (Grad i in., 2006). Ewentualna obecnoœæ stref
grafitowych w tym kompleksie jest zale¿na od geologicz-
nej historii regionu, m.in. od przeciêcia dyslokacjami nie-

ci¹g³ymi, które mog³y stanowiæ drogi transportu materii
organicznej, stwarzaj¹c warunki do powstawania grafitu,
a przede wszystkim od temperatur panuj¹cych na takich
g³êbokoœciach w czasie szaria¿u i po nim. Studia sejsmiki
refleksyjnej w Karpatach czesko-s³owackich by³y dokony-
wane na zachód od Tatr (Tomek, 1993). Wiek nasuniêcia
trzonu Tatr na przypuszczalnie pierwotnie osadowe pod³o¿e
(mo¿e lekko zmetamorfizowane) nie mo¿e byæ bezpoœred-
nio okreœlony. Przez analogiê do Alp Wschodnich mo¿na
powiedzieæ, ¿e odby³o siê to w czasie eocenu–oligocenu.
W Alpach Wschodnich transport p³aszczowin wschodnio-
alpejskich na pod³o¿e penniñskie i helweckie nast¹pi³ w³aœnie
w tym samym czasie (Oxburgh, 1974; Oberhauser, 1980).
Ruchy te s¹ okreœlane tam jako mezoalpejskie (Trümpy,
1985). W opinii Zeyena i Bielika (2001) Karpaty Zachod-
nie charakteryzuj¹ siê pogrubion¹ litosfer¹ w wyniku istnie-
nia (na znacznych g³êbokoœciach) pozosta³oœci subdukowanej
p³yty. Wspó³czesne pogl¹dy na budowê Tatr jako czêœci
Zachodnich Karpat Wewnêtrznych zosta³y podane w mono-
grafii autorów s³owackich (Plašienka i in., 1997).

672

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 8, 2009

paleogen
Paleogene

pas ska³kowy
Klippen Belt

hipotetyczny masyw krystaliczny
hypothetical crystalline massif

pod³o¿e europejskie
European substratum

serie reglowe
Sub-Tatric series

s³abo zmienione ska³y osadowe
weakly metamorphosed sedimentary rocks

serie wierchowe
High-Tatric series

nasuniêcia
overthrusts

wiercenia
boreholes

TATRY
TATRA MTS.

ska³y krystaliczne
crystalline rocks

kontakty tektoniczne
tectonic contacts

opornoœæ ska³ ( m)

S

S

rock resistivity ( m)

PAS

SKA£KOWY

KLIPPEN

BELT

N

T

A

T

R

Y

P O D H A L E

S

0

5

10

15 km

permo-trias
Permo-Triassic

Ryc. 2. Hipotetyczny, wg³êbny profil przez rejon Tatr i Podhala, oparty na sondowaniach magneto-tellurycznych (wg Ernsta i in., 1997)
Fig. 2. Hypothetical, deep profile across the Tatra Mts and the Podhale basin based on magneto-telluric soundings (after Ernst et al., 1997)

Wnioski

‘

Proces nasuwania siê p³aszczowin reglowych na Tatry

by³ wielofazowy i d³ugotrwa³y.

‘

Szaria¿ odbywa³ siê po pod³o¿u wierchowym, znisz-

czonym denudacyjnie i tektonicznie.

‘

Ruchy nasuwcze p³aszczowin reglowych w Tatrach

odbywa³y siê równie¿ i w paleogenie.

‘

W wyniku podsuwania siê pod³o¿a europejskiego

pod Karpaty wewnêtrzne, prawdopodobnie w paleogenie,
strefa osadowa wierchowa (tzw. autochtoniczna) zosta³a
odk³uta od kwarcytów dolnego werfenu (Michalik, 1955),
tym samym nie stanowi ona naturalnej pokrywy trzonu
Tatr, tylko jednostkê ³uskow¹, nasuniêt¹. Jedynym elemen-
tem autochtonicznym, le¿¹cym na trzonie krystalicznym
Tatr, s¹ kwarcyty werfenu.

‘

W pod³o¿u masywu tatrzañskiego i depresji Podhala,

na g³êbokoœci oko³o 12–15 km, znajduje siê masyw o
znacznych opornoœciach elektrycznych (rzêdu 1000

Wm),

bêd¹cy byæ mo¿e cia³em krystalicznym.

‘

Karpaty wewnêtrzne (a wiêc i Tatry) nie by³y w

kenozoiku obszarem ca³kowicie skonsolidowanym, choæ
stanowi³y masê oporow¹ dla zmian orogenicznych, jakie
zachodzi³y w Karpatach zewnêtrznych.

‘

W œwietle notowanych na Atlantyku zmian anomalii

magnetycznych w paleogenie (wyraŸne naciski tarczy
afrykañskiej na Europê w okresie od 44 do 35 mln lat temu)
nasuniêcie bloku tatrzañskiego na europejskie przedpole w
owym czasie wydaje siê wysoce prawdopodobne.

Pani Prof. dr hab. Krystynie Piotrowskiej pragnê podziêkowaæ

za wnikliw¹ i konstruktywn¹ recenzjê mej pracy. Panu Dr. Jac-
kowi Grabowskiemu dziêkujê za wskazanie mi kilku wa¿nych
pozycji literatury.

Literatura

ANDRUSOV D., BYSTRICKY J. & FUSAN O. 1973 — Outline of
the structure of the West Carpathians. Guide-book for geological
excursion X Congr. Carpat.-Balkan Geol. Assoc., Bratislava.
BAC-MOSZASZWILI M. 1993 — Struktura zachodniego zakoñczenia
masywu tatrzañskiego. Ann. Soc. Geol. Pol., 63:167–193.
BAC M. & GROCHOCKA K. 1965 — Budowa fa³du Czerwonych
Wierchów na wschodnim zboczu Doliny Koœcieliskiej w Tatrach. Acta
Geol. Pol., 15: 331–354.
BIJU DUVAL, DERCOURT J. & LE PICHON X. 1977 — From the
Tethys Ocean to the Mediterranean Seas: A plate tectonic model of the
evolution of the western Alpine system. [In:] Int. Symp. Structural
History of the Mediterranean Basins. Editions Technip., Paris.
BIRKENMAJER K. 1976 — The Carpathian orogen and plate
tectonics. Publs. Inst. Geophys. Pol. Acad. Sc., A-2 (101): 43–53.
BIRKENMAJER K. 1988 — Exotic Andrusov Ridge: its role in plate
tectonic evolution of the West Carpathian Fold Belt. Stud. Geol. Pol.,
91: 7–37.
CYMERMAN Z. 2008 — Kartografia geologiczna krystaliniku Tatr
Zachodnich: wyniki prac kartograficznych i strukturalnych na trzech
arkuszach SMGT 1 : 10 000. Pañstw. Inst. Geol.
DUMONT T., WIECZOREK J. & BOUILLIN J-P. 1996 — Inverted
Mesozoic rift structures in the Polish Western Carpathians (High-Tatric
units). Comparison with similar features in the Western Alps. Eclogae
Geol. Helv., 89(1): 181–202.
ERNST T., JANKOWSKI J., SEMENOV V., ADAM A., HVOZDARA M.,
JÓWIAK W., LEFELD J., PAWLISZYN J., SZARKA L. &
WESZTERGOM V. 1997 — Electromagnetic Soundings across the
Tatra Mountains. Acta Geophys. Pol., 45: 33–44.
ERNST T., JANKOWSKI J., JÓWIAK W., LEFELD J. &
LOGVINOV I. 2002 — Geoelectrical Model along the Profile across
the Tornquist-Teisseyre Zone in Southeastern Poland. Acta Geophys.
Pol., 50: 505–515.
GOREK A. 1950 — Tectonické okna na zapadnom ukonèeni Vysokých
Tatier. Geol. Sborn., 1: 67–69.

GOREK A. & VEIZER J. 1965 — Der Charakter der alpine Tektonik
in der Hohen Tatra. Geol. Sborn., 16: 265–272.
GRAD M., GUTERCH A., KELLER G.R., JANIK T., HEGEDÚS E.,
VOZAR J., ŒL¥CZKA A., TIIRA T. & YLINIEMI J. 2006 —
Lithospheric structure beneath trans-Carpathian transect from
Precambrian platform to Pannonnian basin: CELEBRATION 2000
seismic profile CEL05. J. Geophys. Res., 111, B03301, doi:
10.1029/2005JB003647.
JUREWICZ E. 2005 — Geodynamic evolution of the Tatra Mts. and
the Pieniny Klippen Belt (Western Carpathians): problems and
comments. Acta Geol. Pol., 55: 295–308.
KOTAÑSKI Z. 1959 — Z zagadnieñ transgresji albu wierchowego w
Tatrach. Prz. Geol., 7: 357–358.
KOTAÑSKI Z. 1961 — Tektogeneza i rekonstrukcja paleogeografii
pasma wierchowego w Tatrach. Acta Geol. Pol., 11: 187–410.
KOTAÑSKI Z. 1963 — Nowe elementy budowy masywu Czerwonych
Wierchów. Acta Geol. Pol., 13: 149–198.
LEFELD J. 1997 — Cykl alpejski. [W:] Tektogeneza Tatr. Przewodnik
LXVIII Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Zakopane.
LEFELD J. 1999 — Tectonics of the Subtatric Units, Eastern Tatra
Mts., Studia Geol. Pol., 115: 139–166.
LEFELD J. & JANKOWSKI J. 1985 — Model of deep structure of the
Polish Inner Carpathians. Publications Inst. Geophys. Pol. Acad. Sci.,
A-16: 175.
LIMANOWSKI M. 1904 — Odkrycie p³atu dolnotatrzañskiego w
paœmie Czerwonych Wierchów na G³adkiem. Rozpr. Pol. Akad. Um.,
B 44 (ser. III, 4): 56–60.
LIMANOWSKI M. 1911 — Geologiczne przekroje przez wielki fa³d
Czerwonych Wierchów miêdzy dolinami Suchej Wody a
Chocho³owsk¹ w Tatrach. Bull. Intern. Acad. Pol., A/1911: 279–291.
MICHALiK A. 1955 — Tektonika serii wierchowej na obszarze
Liliowego i Ma³ej Koszystej. Biul. Inst. Geol., 96: 5–35.
MOROZEWICZ J. 1909 — Z mineralogii i petrografii Tatr. Kosmos,
34: 580–599.
NEMÈOK J. (red.), BEZAK V., BIELY A., GOREK A., GROSS P.,
HALOUZKA R., JANÁK M., KAHAN S., KOTAÑSKI Z., LEFELD
J., MELLO J., REICHWALDER P., R¥CZKOWSKI W., RONIEWICZ
P., RYKA W., WIECZOREK J. & ZELMAN J. 1995 — Geologická
Mapa Tatier. Geol. Ústav D. Štura, Bratislava.
OBERHAUSER R. (red.) 1980 — Der geologische Aufbau Österreichs.
Springer Verl., Wien & New York.
OXBURGH E.R. 1972 — Flake Tectonics and Continental Collision.
Nature, 239/5369: 202–204.
OXBURGH E.R. 1974 — Eastern Alps. [W:] Mesozoic-Cenozoic
Orogenic Belts. Data for Orogenic Studies. Geol. Soc. Special. Publ., 4.
PASSENDORFER E. 1951 — Trias, Jura i Kreda Tatr. [W:]
Regionalna Geologia Polski. T. I — Karpaty, Pol. Tow. Geol., Kraków.
PLAŠIENKA D., GRECULA P., PUTIS M., KOVAÈ M., HOVORKA D.
1997 — Evolution and Structure of the Western Carpathians, an
overview. [W:] Geological Evolution of the Western Carpathians.
Monograph. Miner. Slov.
RABOWSKI F. 1930 — O pochodzeniu limburgitów tatrzañskich i
stosunku wzajemnym p³aszczowin wyodrêbnionych miêdzy pasmem
ska³ek a górami Veporu. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 6 (1): 212–233.
RONIEWICZ P. 1969 — Sedymentacja eocenu numulitowego Tatr.
Acta Geol. Pol., 19: 503–608.
SCHMID S., BERNOULLI D., FÛGENSCHUH B., MATENCO L.,
SCHEFER S., SCHUSTER R., TISCHLER M. & USTASZEWSKI K.
2008 — The Alpine – Carpathian – Dinaridic orogenic system: correlation
and evolution of tectonic units. Swiss J. Geosc., 101, 139–183.
SOKO£OWSKI S. 1948 — Tatry Bielskie — geologia zboczy
po³udniowych. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 4: 3–47.
TEISSEYRE W. 1921 — Zarys tektoniki porównawczej Podkarpacia.
Kosmos, 46: 242–474.
TOMEK È. 1993 — Deep Crustal Structure beneath the Central and
Inner West Carpathians. Tectonophysics, 226: 417–431.
TOMEK È., IBRMAJER L., KORAB T., BIELY A., DVOØAKOVA L.,
LEXA J. & ZBORIL A. 1989 — Crustal Structures of the West
Carpathians on Deep Reflection Seismic Line 2T. Miner. Slov., 1/2:
3–26.
TRÜMPY R. 1985 — Die Plattentektonik und die Entstehung der
Alpen. Neujahrsblatt der Naturforsch. Gesellsch. in Zürich.
WÓJCIK Z. 1959 — Serie wierchowe po³udniowych zboczy
Bobrowca. Acta Geol. Pol., 9: 165–200.
ZEYEN H. & BIELIK M. 2001 — Study of the lithosphere structure in
the Western Carpathian Pannonian basin region based on integrated
modeling. Geophys. J., 20: 941–961.

Praca wp³ynê³a do redakcji 27.05.2009 r.
Po recenzji akceptowano do druku 22.06.2009 r.

673

Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 8, 2009